БИОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ (КРУГОВОРОТЫ)

ХИМИЧЕСКИХ ВЕЩЕСТВ

Выделяют пять способов миграции химических элементов:

механический, т. е. снос различных минералов по склонам гор, перенос их текучими водами в виде взвесей, селевых потоков;

водный – миграция химических элементов в растворенной форме, но в различных состояниях: в виде истинных растворов, коллоидов и ионных растворов. В природных водах встречаются практически все элементы системы Менделеева, но преобладают три аниона Cl^–, SO₄^2–, HCO₃^– и три катиона Na⁺, Mg²⁺, Ca²⁺. В морских водах кроме перечисленных элементов преобладает еще катион К⁺;

воздушный – перенос газов, пепла, пыли, аэрозолей воздушными потоками;

биогенный – участие химических элементов в малом биологическом круговороте;

техногенный – перемещение химических элементов в любом виде в результате деятельности человека (перекачка воды, нефти, газов, транспортировка угля, нефти, руд, древесины, минеральных удобрений и т. д.).

В большей либо меньшей степени в биогеохимических циклах химических элементов может принимать участие каждый из указанных способов миграции химических элементов.

Круговорот углерода (рис. 1). Биосфера представляет собой сложную смесь соединений углерода, которые непрерывно синтезируются, трансформируются и разлагаются.

Рис. 1. Круговорот углерода в биосфере

Эта динамичная система поддерживается способностью океанического фитопланктона и наземных растений улавливать энергию солнечного света и использовать ее для превращения двуокиси углерода и воды в самые разнообразные и сложные органические молекулы.

Живой мир радикально повлиял на первичную безжизненную Землю, постепенно меняя состав атмосферы, моря, верхние слои земной коры суши, дно океана. В добиосферный период на нашей планете углерод находился в виде графита и алмаза в расплавах магмы и частично в виде летучих углеводородов, карбида и диоксида углерода.

В атмосфере преобладал СО₂ (91% без учета водяных паров). Формирование биосферы резко изменило распределение углерода.

В настоящее время в атмосфере углерод представлен в виде диоксида углерода, но его содержание не превышает 0,035%. В земной коре, где углерод находится в основном в виде карбонатов и частично в виде графита и алмаза, его объем составляет 0,35%.

Наибольшее количество углерода сконцентрировано в живом веществе — около 18%. Изучение круговорота углерода в биосфере – в значительной мере изучение общих глобальных взаимодействий живых организмов, их физической и химической среды.

Двигателем органических процессов, изменивших примитивную Землю, был фотосинтез. Как мы видели, первичная продуктивность, или суммарная скорость фиксации двуокиси углерода, может варьировать в широких пределах в зависимости от типа растительности и географического положения экосистемы. В быстро растущих влажных тропических лесах за год фиксируется от 1 до 2 кг углерода (в форме двуокиси) на 1 м². В арктической тундре и почти бесплодных пустынях углерода фиксируется в 100 раз меньше. Поля, занятые культурными растениями, и леса умеренных широт ассимилируют примерно 0,2–0,4 кг/м² углерода в год. На всей поверхности суши фиксируется в органических соединениях примерно 110 млрд т углерода в год. Леса – не только основные потребители двуокиси углерода на суше, но и главный резервуар биологически связанного углерода (не считая горючих ископаемых, которые выпали из круговорота, хотя часть накопленного в них углерода человек возвращает в воздух, сжигая их). Углерод, фиксированный в процессе фотосинтеза на суше, возвращается в атмосферу при разложении мертвого органического вещества.

Фитопланктон и бентическая растительность океанов потребляет за год около 40 млрд т углерода в форме двуокиси. И потребленный углекислый газ, и выделенный кислород растворены в поверхностных водах океана, вследствие этого круговорот углерода в море почти полностью автономен: выделенный кислород усваивается морскими животными, а после их гибели двуокись углерода возвращается в раствор.

Однако существует еще и обмен двуокиси углерода между атмосферой и океаном.

Биогеохимический круговорот углерода в биосфере имеет следующие характеристики:

1) в атмосфере содержится 740 млрд т углерода;

2) почти весь углерод, фиксируемый живыми организмами на суше, это углерод, усваиваемый зелеными растениями из СО2 атмосферы – это составляет 110 млрд т в год. Всего в растениях суши углерода содержится 550 млрд т. Таким образом, время оборота углерода наземными растениями составляет 5 лет;

3) ежегодно в атмосферу с суши поступает 60 млрд т из неживых соединений и 50 млрд т из живых организмов;

4) около 1-2 млрд т в год поступает в атмосферу в результате ликвидации лесов;

5) Мировой океан ежегодно поглощает из атмосферы 105 млрд т углерода. Из них 60% растворяется в океане, а 40% идет на фотосинтез фитопланктона и бентосной растительности. Общее содержание углерода в водных растениях – 5 млрд т. Таким образом, в течение года зеленая масса океана меняется 8 раз;

6) около 0,5 млрд т углерода в год переходит в донные отложения океана;

7) 102 млрд т углерода в год переходит из океана в атмосферу.

Если подвести итог, то получим, что в атмосферу с суши и моря за год поступает 212, а поглощается 215 млрд т углерода.

Однако в круговорот углерода человек стал вносить существенные изменения. Во-первых, появился дополнительный приток углерода, высвобождающийся в результате сжигания лесов – 1-2 млрд т. Во-вторых, 5-6 млрд т углерода поступает в атмосферу в результате сжигания органического топлива (каменный уголь, нефть, газ). Таким образом, ежегодно в атмосфере накапливается от 3 до 6 млрд т углерода в год.

Углекислый газ атмосферы пропускает коротковолновое излучение Солнца, за счет которого нагревается поверхность Земли, и препятствует оттоку теплового (инфракрасного) излучения с поверхности Земли. В результате вокруг Земли создается тепловой слой (экран). Если увеличение углекислого газа в атмосфере будет продолжаться, то это может привести к повышению глобальной температуры Земли (парниковый эффект) что, в свою очередь, вызовет таяние ледников. Если растают на планете все ледники, то уровень воды повысится примерно на 50 м и будут затоплены огромные территории. Если тенденции в повышении содержания СО₂ в атмосфере сохранятся, то, согласно сделанным специалистами прогнозам, частичное таяние ледников может привести к повышению уровня Мирового океана от 0,6 до 1,0 м уже к концу XXI в. Кроме того, ледники играют огромную роль в геологическом равновесии на Земле, и если они растают, начнутся новые геологические катаклизмы. Глобальное повышение температуры может также привести к увеличению испарения воды с поверхности Мирового океана и увеличению облачности. По расчетам, увеличение облачности только на 1% может настолько снизить поступление тепла на Землю, что начнется новое оледенение.

Круговорот кислорода (рис. 2). В количественном отношении кислород – самый распространенный элемент на планете. Его содержание (в весовых процентах): в атмосфере – 23,1; биоте (в составе сухой органики) – 44,8; лито сфере – 47,2; гидросфере (в составе воды) – 86,9. Однако для дыхания водных организмов нужен растворенный в воде кислород. Его среднее содержание в фотическом слое гидросферы изменчиво и составляет примерно 5 мг/л.

Рис. 2. Круговорот кислорода в биосфере

Содержание кислорода в атмосфере во много раз больше (288 мг/л) и постоянно на протяжении длительного геологического периода. Кислород на суше не является лимитирующим фактором, в отличие от водной среды.

Круговорот кислорода очень усложнен способностью элемента образовывать многочисленные химические соединения в различных формах. В результате возникает множество подциклов, происходящих между литосферой и атмосферой или между гидросферой, литосферой и атмосферой.

Кислород атмосферы и кислород, содержащийся в многочисленных минералах на поверхности Земли (осадочные кальциты, железные руды), имеет биогенное происхождение. Уже указывалось, что в первичной атмосфере Земли кислород отсутствовал, его начали образовывать фототрофные организмы. Огромные послекембрийские отложения окислов железа свидетельствуют об исключительно большой активности фототрофов того времени. Сейчас принято считать, что примитивные древние организмы, способные к фотосинтезу, осаждали окись железа, окисляя ион железа, имеющийся в гидросфере, чтобы избавиться от кислорода, который был токсичным побочным продуктом их активности.

Хотя молекулярный кислород может возникнуть путем диссоциации молекул воды в верхних слоях атмосферы под воздействием радиации, обладающей высокой энергией, атмосферный кислород все-таки должен рассматриваться как компонент, имеющий главным образом биогенное происхождение. В основном круговорот кислорода происходит между атмосферой и живыми организмами.

Хорошо известно, что процесс продуцирования и выделения кислорода в виде газа во время фотосинтеза противоположен процессу его потребления гетеротрофами при дыхании, в ходе которого происходит расщепление органических молекул, взаимодействием кислорода с водородом, отщепляемым от субстрата, и образованием воды. В некотором отношении круговорот кислорода напоминает обратный круговорот углекислого газа: движение одного происходит в направлении, противоположном движению другого.

Потребление атмосферного кислорода и его возмещение первичными продуцентами осуществляется довольно быстро. Подсчитано, что для полного обновления всего атмосферного кислорода требуется 2 тыс. лет. Однако необходимо 2 млн лет, чтобы все молекулы воды гидросферы были подвергнуты фотолизу и вновь синтезированы живыми организмами. Что касается атмосферного углекислого газа, то его полный оборот происходит всего лишь за 300 лет. В наше время фотосинтез и дыхание в природных условиях, если не учитывать деятельность человека, очень точно уравновешивают друг друга. Но так было далеко не всегда.

Около 500 млн назад содержание кислорода в атмосфере составляло всего 3 % от нынешнего, и только 20 млн лет назад оно стало равным или близким к современному. Особенно интенсивно накопление кислорода в атмосфере происходило в каменноугольный период. За последние 6-7 млн лет процесс накопления кислорода в атмосфере стабилизировался, а 40 лет назад начался процесс уменьшения концентрации кислорода. Большая часть кислорода, вырабатываемого в течение геологических эпох, не оставалась в атмосфере, а фиксировалась литосферой в виде карбонатов, сульфатов, окислов железа и т. д. Эта масса составляет 590 ∙ 1014 т против 39 ∙1014 т кислорода, циркулируемого в биосфере в виде газа или сульфатов, растворенных в океанических и континентальных водах.

С круговоротом кислорода тесно связано образование озона. В высоких слоях атмосферы под влиянием жесткой ультрафиолетовой части солнечного спектра (с длиной волны не более 225 нм) происходит ионизация и диссоциация части молекул кислорода. Образуется атомарный кислород, который немедленно присоединяется к возбужденным молекулам кислорода, образуя трехатомный кислород – озон. На образование озона тратится около 5 % поступающей к Земле солнечной энергии. Реакции легко обратимы. При распаде озона эта энергия выделяется, за счет чего в верхних слоях атмосферы поддерживается высокая температура. Средняя концентрация озона в атмосфере составляет около 10-6 об/%; максимальная концентрация его на высотах 20—25 км (озоновый слой) достигает 4∙10^-6 об/%.

Поглощая при своем образовании значительную часть жестких ультрафиолетовых лучей, озон играет большую защитную роль для всей биоты планеты, так как многие молекулярные структуры живых организмов разрушаются под действием жесткого ультрафиолета. С этим связано одно из критических обстоятельств современной экологической обстановки, поскольку образование и содержание озона в атмосфере географически неравномерны, а кроме того подвержены антропогенному воздействию.

Круговорот азота (рис. 3). Безусловно, это один из самых сложных и одновременно самых идеальных круговоротов. Несмотря на большое число участвующих в нем организмов, он обеспечивает быструю циркуляцию азота в различных экосистемах.

Рис. 3. Круговорот азота в биосфере

Основной резервуар азота – атмосфера, которая содержит 78 % его общей массы. Этот колоссальный резервуар свободного молекулярного азота лишь в ничтожной мере затрагивается биотическим круговоротом. Общее соотношение связанного азота к молекулярному в природе равно 1:100 000. Энергия химической связи в молекулярном азоте очень велика. Поэтому соединение азота с другими элементами, кислородом или водородом (процесс азотфиксации) требует больших затрат энергии.

Промышленная фиксация азота идет в присутствии катализаторов при температуре примерно 500°С и давлении 300 атм.

Способность фиксировать молекулярный кислород в природных условиях при нормальных температурах и давлении приобрели в ходе эволюционного развития только ограниченное число видов прокариотических микроорганизмов, имеющих ферментный комплекс нитрогеназу. К ним относятся бактерии родов Rhizobium, Azotobacter, Clostridium, цианобактерии родов Anabaena, Nostoc и др. Участие живых организмов в круговороте азота подчинено строгой иерархии, поскольку только определенные группы организмов могут осуществлять отдельные фазы этого цикла.

Газообразный азот непрерывно поступает в атмосферу в результате работы денитрифицирующих бактерий, тогда как бактерии-азотфиксаторы вместе с цианобактериями (синезелеными водорослями) постоянно поглощают его, преобразуя в нитриты и нитраты. Образование азотистых соединений неорганическим путем постоянно происходит и в атмосфере в результате электрических разрядов во время гроз. Однако это явление играет второстепенную роль по сравнению с деятельностью нитрифицирующих микроорганизмов. Самыми активными потребителями молекулярного азота являются, бесспорно, симбиотические бактерии бобовых.

Установлено, что среднее поступление соединений азота абиотического происхождения из атмосферы в почву не превышает 10 кг/га в год, за счет свободноживущих бактерий поставляется 25 кг/га в год, а симбиотические с бобовыми клубеньковые бактерии продуцируют в среднем 200-300 кг/га в год.

В водной среде также существуют различные виды нитрифицирующих бактерий, но главная роль в фиксации атмосферного азота принадлежит цианобактериям.

Поскольку высшие растения не способны усваивать атмосферный азот, он часто выступает лимитирующим фактором в экосистемах. Поэтому почти все выпускающиеся промышленностью удобрения содержат биологически доступный азот. Использование азотных удобрений привело к зеленой революции, резко повысив продуктивность сельского хозяйства. Однако попадая с сельскохозяйственных угодий в водоемы, азотистые соединения являются одним из источников антропогенной эвтрофикации.

Кроме того, увеличение содержания окислов азота в атмосфере, в том числе и за счет промышленных выбросов, привело к появлению кислотных дождей. В атмосфере окислы азота, реагируя с влагой, превращаются в азотную кислоту. Точно так же, как организмы не усваивают молекулярный азот из воздуха, они не отдают его обратно в атмосферу. Вместо этого азотсодержащие органические молекулы постепенно превращаются различными организмами в неорганические соединения.

Большинство из азотсодержащих соединений, таких как нитриты, нитраты и аммоний, вновь используются растениями. Это движение азота между организмами охватывает около 95 % всего круговорота азота на Земле.

Глобальный круговорот азота в атмосфере выглядит следующим образом:

1) биологическая фиксация азота из атмосферы – 44 млн т в год;

2) потребление азота промышленностью из атмосферы –30 млн т в год;

3) поступление азота в результате гроз, вулканической деятельности и т. д. – 6 млн т в год (итого – 80 млн т в год);

4) поступление азота в атмосферу в результате процессов денитрификации с суши – 40 млн т в год;

5) поступление азота в атмосферу в результате процессов денитрификации с поверхности Мирового океана – 40 млн т в год. (Общее поступление – 80 млн т в год. Таким образом, баланс нулевой.)

Круговорот азота в биосфере сопряжен с круговоротом углерода, так как соотношение между этими элементами в составе глобальной биомассы постоянно и равно С:N = 55:1.

Круговорот фосфора (рис. 4). Фосфор – важнейший биогенный элемент: без него невозможно образование белка, нуклеиновых кислот, АТФ. Но в отличие от циклов углерода, кислорода и азота, цикл фосфора в биосфере существенно разомкнут.

Запасы фосфора, доступные живым организмам, большей частью сосредоточены в литосфере. Основными источниками неорганического фосфора являются изверженные (например, апатиты) или осадочные породы (например, фосфориты). Минеральный фосфор – довольно редкий элемент в биосфере, в земной коре его содержание не превышает 1 %, что является главным фактором, лимитирующим продуктивность многих экосистем. Неорганический фосфор из пород земной коры вовлекается в циркуляцию выщелачиванием и растворением в континентальных водах. Затем он поглощается растениями, которые при его участии синтезируют различные органические соединения, и таким образом включается в трофические сети. Органические фосфаты вместе с трупами, отходами и выделениями живых существ возвращаются в землю, где снова подвергаются воздействию микроорганизмов и превращаются в ортофосфаты, готовые к использованию автотрофами.

В водные экосистемы фосфор приносится текучими водами. С речными водами в океан ежегодно попадает около 1 млн т фосфора, а возвращается на сушу (с выловом рыб человеком и птицами) лишь около 60 тыс. т. Остальные 940 тыс. т осаждаются в виде мертвого органического вещества в донных отложениях океана на больших глубинах и надолго выключаются из круговорота. Только в зонах апвеллинга осуществляется вовлечение в активный круговорот донных отложений фосфатов. Органический фосфор, осевший на небольшой глубине приливно-отливных и неритических зон, вовлекается в круговорот гораздо быстрее, что и обусловливает большую биологическую продуктивность, чем зон открытого океана.

Рис. 4. Круговорот фосфора в биосфере

В естественных условиях механизм возвращения фосфора на сушу совершенно не способен компенсировать потери этого элемента на седементацию в донных отложениях на больших глубинах.

Круговорот воды (рис. 5). Самый значительный по переносимым массам и затратам энергии круговорот на Земле. За год в него вовлекается 0,04 % массы гидро сферы, но это соответствует 16,5 млн м³/с. Вода – наиболее распространенное в биосфере вещество. Океаны, полярные шапки льдов, ледники, озера, реки, почва и атмосфера содержат 1,4 млрд км³ воды в различных ее формах. Физические свойства воды в большинстве своем либо уникальны, либо резко выражены по сравнению с такими же свойствами других веществ. Необычные физические свойства обусловливает уникальный химизм воды. Именно особенности физико-химических свойств воды определяют ее биологическое значение.

Рис. 5. Круговорот воды в биосфере

Вода остается жидкостью в температурном интервале, наиболее благоприятном для жизненных процессов. В определенное время года жидкая вода может существовать в равновесии со своей твердой и газообразной фазами; такая ситуация создается, например, в озере, покрытом льдом, над которым в воздухе есть водяной пар. Замерзание начинается с поверхности водоема и идет вниз. Как и все другие вещества, жидкая вода при охлаждении сжимается. Но еще до замерзания, при температуре +4°С, уменьшение объема прекращается. Начиная с этой температуры и до точки замерзания, вода расширяется; в результате ее плотность снижается, и замерзшая вода «плавает» над более плотной. Биологическое значение такого замерзания сверху вниз всем хорошо известно.

Общие запасы воды на Земле оцениваются в 1354 млн км³. Если все воды гидросферы равномерно распределить по поверхности планеты, слой ее будет иметь толщину около 2,5 км. В пределах Мирового океана, который занимает примерно 2/3 поверхности Земли, средняя глубина составляет 3,96 км при максимальной 11 022 м (Марианская впадина). Эти огромные запасы воды распределены следующим образом:

1) соленая вода морей и океанов – 97,5 %;

2) воды ледников и постоянных снегов – 1,74 % (почти 70 % всей пресной воды);

3) подземные воды – 0,76 %;

4) озера –0,007 %;

5) атмосферная влага – 0,001 %;

6) почвенная влага – 0,001 %,

7) реки – 0,0002 %,

8) вода организмов – 0,0001 %.

Хотя основная масса воды на Земле представлена солеными водами (97,5 %), объемы пресных вод также колоссальны. Они равны 35 млн км³. Таким образом, почти три четверти запасов пресной воды хранится в твердом виде в ледниках и вечных снегах.

Измерить количество этой воды очень трудно, и разброс в оценках неизбежен. Если растопить все льды и равномерно распределить воду по Земле, высота столба воды в среднем будет равна около 50 м (максимальная оценка 120 м). Другой крупный резервуар пресной воды – подземные воды – тоже трудно поддается измерению. Если их распределить по всей поверхности земного шара, то высота водного столба может составить примерно 15 м. Вся вода озер при равномерном распределении примерно составит от 0,4 до 1 м. Среднее содержание водяного пара в атмосфере соответствует толщине слоя воды 30 мм. Эта, как видно, очень малая часть общего запаса играет исключительно важную роль в определении климата и круговорота воды на Земле.

Содержание водяных паров в воздухе зависит от географической широты и времени года. Больше всего водяных паров в области экватора. Если воздух здесь выжать досуха, получилось бы около 44 мм осадков, в средних широтах (от 40 до 50°) осадков было бы летом до 20 мм, а зимой – до 10 мм. Конечно, эти цифры зависят от географических условий и погоды. В полярных областях в атмосфере содержится зимой около 2, а летом около 8 мм воды.

Водяные пары поступают в атмосферу при испарении (сюда входит и транспирация растений). Вполне понятно, что главным источником пара в атмосфере служит поверхность океана. Уходит вода из атмосферы в виде дождя или снега, а поскольку выпадение осадков может произойти и вблизи места испарения, и за тысячи километров от него, то время пребывания воды в атмосфере может составлять от нескольких часов до нескольких недель. В среднем эта величина составляет 9-10 сут.

При неизменности уровня Мирового океана водный баланс Земли складывается следующим образом. Выпадающие на планете осадки уравновешиваются испарением. Обе величины близки к 577 тыс. км3 в год. При этом испарение с океана превышает осадки на 47 тыс. км3. Эта влага и возвращается в океан за счет речного стока.

В настоящее время мировой водный баланс сдвинут в сторону океана. Последний получает больше воды, чем ее испаряется, на 430-550 км3 в год. Результатом этого является постепенное повышение уровня океана (примерно на 14 см за последнее столетие). Считается, что около 75 % этой дополнительной влаги океан получает в результате таяния ледников, 18 % – за счет расходования запасов подземных вод и 7 % – дают озера.

Специалисты считают, что недоиспарение осадков на суше (47 тыс. км3) связано в основном не с дефицитом тепла (он характерен только для высоких широт), который позволил бы испариться всем осадкам, а с регулирующей ролью экосистем.

Соотношение между объемом выпавших осадков и объемом испарения воды лежит в основе подразделения на гумидную и аридную зоны.

Количество воды, содержащейся во всем живом веществе биосферы, небольшое.

Если перевести эту воду в осадки, как приведено выше, то ее, очевидно, хватило бы, чтобы покрыть всю земную поверхность слоем в 1 мм. Это на порядок меньше содержания водяных паров в атмосфере, а распределение воды варьирует в пространстве и во времени еще сильнее. При богатом урожае в полностью созревшей пшенице (Северная Америка) или сахарной свекле (Северо-Западная Европа) содержится запас воды, равный 5 мм, причем в летний период он обновляется за 2-3 дня. Отсюда можно рассчитать, сколько воды необходимо, чтобы поддерживать оптимальные условия для роста.

За незначительными исключениями, основой всей жизни на Земле является фотосинтез, осуществляемый зелеными растениями. Это не только физический процесс, при котором улавливается солнечная энергия, но и химический процесс, приводящий к связыванию воды и двуокиси углерода с образованием углеводов и других, более сложных химических соединений. Вода присутствует в растениях в двух формах:

в виде свободной и связанной воды. Количество связанной воды может составлять менее одной пятой свободной воды. Чтобы произвести 20 т влажной биомассы, через корни растений должно пройти 2 тыс. т воды. При этом в урожае содержится около 15 т свободной воды, следовательно, сухого вещества здесь всего 5 т, из которых 3 т – усвоенная и трансформированная вода. Энергия, содержащаяся в сухом веществе, составляет всего 1 % общей солнечной энергии, полученной растениями; около 40 % солнечной энергии пошло на испарение транспирационной воды.

Круговорот воды, особенно поверхностный, и подземный сток на суше определяют гидрогенную миграцию веществ, которая помимо переноса состоит из множества процессов растворения, ионного обмена, окислительно-восстановительных реакций, кристаллизации, осаждения и т. п.